李婧華 索渺清, 唐盛 侯美亭 張萌

（1 中國氣象局氣象干部培訓學院，北京 100081； 2 高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室，成都 610072；3 云南省氣象服務中心，昆明 650034）

0 引言

復雜的地形會對天氣、氣候產(chǎn)生較大影響。冷空氣堆積（Cold Air Damming，CAD）是低層冷空氣受地形阻擋所產(chǎn)生的一種中尺度天氣現(xiàn)象，北半球通常發(fā)生在山脈東側(cè)[1-3]，其在海平面氣壓場上呈“U形”或“楔形”高壓倒脊，垂直方向上呈拱頂狀并伴隨傾斜逆溫[4-9]。當東亞冷空氣爆發(fā)從青藏高原東側(cè)南下，常堆積在橫斷山脈以東、南嶺山脈以北等大范圍地區(qū)，往往造成大范圍層云覆蓋、持續(xù)低溫和凍雨天氣。特別是2008年我國南方大范圍冰凍雨雪極端天氣氣候事件，引起了國內(nèi)外政府部門、防災減災機構(gòu)和科學界的高度關(guān)注。此外，青藏高原東側(cè)是全球中、低緯陸地上層狀云出現(xiàn)最多的區(qū)域，層云的強輻射冷卻效應和較長的持續(xù)時間，會對地氣系統(tǒng)輻射收支造成較大影響[10-11]，而東亞氣候數(shù)值模擬能力因?qū)ζ湫纬蓹C理缺乏深入的認識而面臨挑戰(zhàn)[12]。

本文主要針對國內(nèi)外開展的冷空氣堆積研究進行梳理，從時空分布、天氣影響、形成機理和預報預測等方面對CAD研究歷程進行了回顧，有助于了解CAD這一影響我國南方低溫天氣的天氣系統(tǒng)，為未來數(shù)值預報模式發(fā)展提供借鑒和參考。

1 CAD的時空分布

筑壩的標志是山脈東坡海平面氣壓場上的高壓鼻或脊，在1960年代，人們對此還知之甚少。Baker[4]研究了高壓迎風鼻理論，確認高壓脊是一種真實的大氣現(xiàn)象。Richwien[1]提出了CAD的概念，大量研究集中在20世紀80年代，尤其是美國東部阿巴拉契亞山脈因頻繁發(fā)生CAD而受到特別關(guān)注[5-6,13-14]。Bell和Bosart[6]利用主觀識別方法，首次分析了阿巴拉契亞CAD的時間分布。Bailey等[8]基于楔形特征開發(fā)了客觀識別CAD的算法（簡稱B03）。為了較全面的識別CAD事件，Rackley和Knox[15]不但改進了B03檢測算法，還發(fā)展了一套客觀的CAD空間范圍算法。而Ellis等[16]通過比較氣團類型成功地識別出阿巴拉契亞山脈中部冷季由天氣強迫造成的CAD事件。

上述研究發(fā)現(xiàn)，CAD是一種全年普遍存在的中尺度天氣現(xiàn)象，阿巴拉契亞山脈東部平均每年超過50天[15]，每個冷季大約有3～5次強CAD事件[6]。正如Rackley和Knox[15]所述，“每年50天對于一種可能顯著影響敏感天氣預報的現(xiàn)象來說是非常重要的?！比绻掷m(xù)時間超過36小時，則認為是一次強CAD事件[17]。Stauffer和Warner[5]發(fā)現(xiàn)，CAD通常持續(xù)約30小時，而Bell和Bosart[6]發(fā)現(xiàn)弱CAD事件持續(xù)約1天。雖然CAD全年都會發(fā)生，但冬季最為頻繁和強烈[5-6,15]，春季和夏季也有強CAD事件發(fā)生。

CAD一般發(fā)生在較大尺度的地形附近。事實上，在美國以外的世界上許多地區(qū)，尤其是地中海、東亞、東南亞、南亞和南美洲等區(qū)域都存在CAD并有相關(guān)研究，但對青藏高原東側(cè)發(fā)生的CAD，目前認識非常有限（圖1）。青藏高原東側(cè)CAD較早被中國學者注意到，顧震潮[18]在20世紀50年代初發(fā)現(xiàn)，在青藏高原東側(cè)有一“死水”區(qū)形成，冬半年常有一層薄的冷空氣存留在這個區(qū)域里。如果不是青藏高原的屏障作用，冷空氣不可能經(jīng)常停留在此。當北方寒潮向南侵襲時，因受到高原東部地形的屏障作用，冷空氣逐漸堆積于高原的東側(cè)[19]。當?shù)孛胬涓邏耗锨謺r，西南地區(qū)處于高壓的西南側(cè)，多屬回流形式影響，冷空氣勢力較弱。加之經(jīng)四川盆地的冷空氣爬坡向南向西，又受到烏蒙山等山脈阻擋，難以翻越而產(chǎn)生停滯和堆積[20]。許梓秀等[21]發(fā)現(xiàn)冷空氣進入華南以后，青藏高原以東往往在低空出現(xiàn)一層較薄的冷空氣墊。丁一匯等[22]指出，北方冷空氣經(jīng)西北、華北南下后在長江以南呈扇形展開并繼續(xù)南下，當扇形冷空氣的西南翼到達南北走向的橫斷山脈時，受其阻擋，在山脈以東的廣大區(qū)域內(nèi)不斷堆積，在云、貴、川、桂、鄂西、湘西低空1500 m以下形成冷空氣層，氣象上稱之為“冷墊”。影響云南的冷空氣一定要在四川盆地或貴州有一個堆積的過程，云南當?shù)氐念A報員稱之為冷空氣的“鋪墊”過程。只有當冷空氣“鋪墊”到一定厚度時，再加入新的冷空氣，才會使之翻越大、小涼山和烏蒙山進入云南滇中地區(qū)[23]。曾明劍等[24]通過地形敏感試驗發(fā)現(xiàn)，橫斷山脈和南嶺山脈及鄰近山區(qū)易于產(chǎn)生CAD而形成傾斜鋒區(qū)?？梢钥闯?，中國學者雖然早就發(fā)現(xiàn)在青藏高原東側(cè)有CAD存在，但后續(xù)研究并不多。目前對青藏高原東側(cè)CAD的識別和檢測方法亟需取得突破，以期獲得長時間序列的CAD事件，為青藏高原東側(cè)CAD量化研究和氣候分析奠定基礎。

圖1 全球CAD分布（綠色橢圓代表CAD）① 引自COMET課件。 Fig. 1 Cold air damming localities worldwide (green ellipse represents known region of CAD)

2 CAD天氣影響

CAD常造成云量增加、持續(xù)低溫以及降水類型和降水落區(qū)的改變。在Bailey等[8]的CAD氣候?qū)W研究中，大約4/5的經(jīng)典CAD都對敏感性天氣有顯著影響。在沿海地區(qū)，CAD與海岸之間的溫差可達20 ℃，當未凍結(jié)的降水通過CAD凍結(jié)或變得過冷時，CAD可能是區(qū)分雨、雨夾雪或冰凍事件的關(guān)鍵因素[10,25-26]。

如圖2所示，近地面CAD是否存在及其厚度和強度大小決定了降水的不同類型。當溫度接近冰點時，溫度遞減率的細微差異將導致降水類型的顯著不同。Okada[27]指出次凍層存在時，容易形成“冰包水”物質(zhì)在地面凍結(jié)。Ronald等[28]發(fā)現(xiàn)，不同降水類型處于逆溫層和次凍層的不同位置。Thériault等[29]通過數(shù)值模擬研究了不同降水類型發(fā)生時的逆溫層溫度、厚度、次凍層厚度和地面溫度等條件。漆梁波[30]發(fā)現(xiàn)我國南方凍雨主要以暖雨機制為主，冰粒主要以融化機制為主。冰粒的暖層厚度和強度均小于凍雨天氣。受地形影響，海拔高的地區(qū)暖雨機制比冰相機制多[31]。凍雨、冰粒及降雪天氣的溫度層結(jié)和鋒區(qū)結(jié)構(gòu)都存在差異[32]。冬季，冷丘內(nèi)外溫度的差異會在很大程度上影響降水類型[13,17,33]，蒸發(fā)冷卻加強了次凍結(jié)層，CAD有時會導致降水在凍結(jié)和液態(tài)降水之間多次轉(zhuǎn)換[34]，這類事件造成的預測不確定性需要進一步研究。

圖2 雪、冰粒、凍雨和雨的溫度垂直結(jié)構(gòu)① 引自COMET課件。 Fig. 2 Vertical temperature structure of snow, sleet, freezing rain and rain

貴州發(fā)生凍雨次數(shù)多、持續(xù)時間長、影響范圍廣、災害程度重，是我國凍雨發(fā)生最頻繁的省份[35]。統(tǒng)計表明[36]，貴州雨凇分布具有西部開始早而結(jié)束遲，東部及南部開始遲而結(jié)束早的特點。貴陽氣象臺[37]發(fā)現(xiàn)，當冷空氣變性或靜止鋒區(qū)向西移時，鋒面逆溫抬高，東部上空鋒消，西部仍可維持低溫雨凇天氣，這是西部雨凇多的主要原因。貴州、湖南一帶常形成地方性凍雨天氣[38]。張昕[39]認為，在長江以南、南嶺以北和橫斷山脈以東，存在西南高東北低的喇叭口地形有利于CAD形成，受其影響，貴州和湖南一帶頻繁發(fā)生具有明顯地域性的凍雨天氣。曾明劍等[24]發(fā)現(xiàn)我國南方大范圍凍雨主要集中在貴州、湖南和江西境內(nèi)。2008 年1月中旬以來，湖南、貴州等地在1500～3500 m出現(xiàn)了明顯的逆溫層，逐漸加強并維持近20 d。逆溫層之下，近地面氣溫長時間低于0 ℃，形成了有利于冰凍產(chǎn)生的深厚冷墊[22]。Cloudsat星載雷達反射率表明[40]，2008年1月中國南方冰雪災害的融化層或降水過渡區(qū)十分寬廣，約在300 km以上，而北美和北歐均不到100 km。關(guān)于強烈逆溫及其成因，早在1942年，涂長望[41]就指出貴州高原上空層云極為發(fā)達足證逆溫甚為強大?？罩腥鐭o逆溫層，則水汽及灰塵等無由集中，難以成霾成云。貴州高原大氣內(nèi)逆溫層的產(chǎn)生，主要是由于副熱帶高壓大氣之下沉，但一部分或由于機械擾動，或由于西南信風行駛于東北季風之上，或由于地面之強烈反射，或由于極地大陸氣團大氣之下沉。朱坤等[42]利用中尺度模式模擬了2008年1月冰凍災害環(huán)流形勢以及降水帶的分布、走向及落區(qū)，分析了降雪及凍雨的云物理過程，指出900～600 hPa逆溫層與凍雨密切相關(guān)。東亞冷空氣爆發(fā)從青藏高原東側(cè)南下，首先注入四川盆地，然后呈扇形展開向西、向南爬上高原。由于地勢西高東低，東北風冷空氣還常沿110 °E附近地勢低洼地帶南下并向西爬上云貴高原，受地形阻擋在橫斷山脈以東和南嶺山脈以北產(chǎn)生CAD，造成我國南方大范圍凍雨和低云覆蓋。

近地面CAD的存在還會使降水落區(qū)發(fā)生改變。東風氣流上滑時，降水落區(qū)遠在真實地形抬升出現(xiàn)之前。張迎新等[43]通過MM5數(shù)值試驗分析太行山喇叭口地形對降雪的影響，發(fā)現(xiàn)東風回流冷空氣遇山后減速，在山前堆積形成冷墊，氣流在冷墊以東上升，這可能是降雪中心在平原而不在山坡的原因（圖3）。西風氣流上滑時，降水由山脈西側(cè)迎風坡開始，一直延伸到山脈的東部，降水范圍比沒有冷墊時要更往東延伸。下坡風一般會削弱背風坡的降水，但降水粒子落入冷墊后在未到達地面之前不會蒸發(fā)。因此，當近地面有冷墊存在時，高空西風氣流中的擾動更容易地在東側(cè)低海拔地區(qū)產(chǎn)生降水。

圖3 石家莊地形圖（實線）及暴雪（虛線）平均日數(shù)中心[43] Fig. 3 Topographic map and the center of annual mean rainstorm (solid line) and snowstorm (dotted line) days in Shijiazhuang[43]

低層CAD的存在有利于氣流上滑形成大范圍層狀云，對地氣系統(tǒng)輻射收支和數(shù)值模擬造成較大影響。張丙辰[44]發(fā)現(xiàn)，貴陽、四川、重慶等地總是陰暗、潮濕和寒冷，覆蓋著層狀云，有時有夜雨。如有新的冷空氣補充，天氣變得陰沉，甚至降雪。高增勇[45]認為南下冷空氣坡度逐漸變小，冷空氣沿山坡的滑升產(chǎn)生的云系主要由雨層云和層積云組成，受其影響，多為陰天、冷性蒙雨天氣，即所謂的克拉香天氣。迄今為止，幾乎所有的氣候模式對東亞氣候的模擬能力都很有限，其原因之一可能是人們對高原以東層狀云的形成機理和演變過程缺乏必要的了解[12]。Klein等[46]曾指出，中國地區(qū)是全球中、低緯陸地上層狀云出現(xiàn)最多的區(qū)域。ISCCP-D2資料表明，中國是全球陸地上雨層云分布最大的地區(qū)[47]。地面觀測資料也表明，中國南方地區(qū)分布著大量的層狀云系，使其成為冬春季同緯度溫度最低的地區(qū)[48]。李昀英等[49]發(fā)現(xiàn)中國南方地區(qū)層狀中、低云的形成與逆溫層密切相關(guān)，其伸展高度也受逆溫層所制約。

春季，在南嶺附近時常出現(xiàn)持續(xù)幾天的東西向雨帶，并伴有雷暴。與雷暴相伴隨的積雨云被低層云所遮掩，飛機穿過低空層云后遭遇這類積雨云而返航。許梓秀[21]發(fā)現(xiàn)，沿南支西風急流帶有低壓槽在冷空氣墊上東移，在地面高壓區(qū)域中常有低壓槽和鋒生出現(xiàn)，引起復雜多變的天氣，但對冷墊上空南支西風中的擾動如何引起復雜多變的天氣，還缺少分析。當高空槽等天氣系統(tǒng)造成大規(guī)模上升運動產(chǎn)生降水時，近地面冷墊的存在對降水性質(zhì)和降水落區(qū)會產(chǎn)生較大影響。同時，冷空氣堆積過程本身還會造成低層云量增加和地面溫度降低。因此，在冷空氣堆積的情形下，堆積過程和大尺度動力條件對天氣的影響都需要考慮。

3 CAD形成機理

Bell和Bosart[6]、Lackmann和Overland[50]、Xu[51]以及Xu和Gao[52]指出CAD是一種地轉(zhuǎn)適應過程。在阿巴拉契亞山脈、大西洋與大氣環(huán)流之間存在著中尺度和天氣尺度的獨特相互作用[33]。當反氣旋在美國東北部或加拿大東部傳播時，地面穩(wěn)定的冷空氣向西南方向輸送，并在阿巴拉契亞山脈東坡堆積[5,33]，非地轉(zhuǎn)偏北風通過冷平流向筑壩區(qū)輸入冷空氣，從而形成了楔形高壓脊[5]（圖4）。

圖4 冷空氣堆積概念模型[6] Fig . 4 Conceptual model of CAD region[6]

筑壩區(qū)科氏力與氣壓梯度力保持地轉(zhuǎn)平衡，在地面摩擦力作用下，氣流垂直于阿巴拉契亞山脈[51]并加深了筑壩的范圍[6]。冷丘內(nèi)氣壓最大的地方氣溫最低，冷空氣也最深厚，并與逆溫高度相聯(lián)系[5]。上滑暖空氣使逆溫增強[6]，同時，在蒸發(fā)冷卻和絕熱冷卻作用下，山脈屏障附近的空氣冷卻并下沉[5,53]。由于逆溫層上部形成的云阻擋了太陽輻射，使得地面溫度較冷丘外更冷[17]。

CAD的形成和發(fā)展不僅僅是由動力學因子決定的，熱力學因子也發(fā)揮著重要的作用。弗勞德數(shù)（Fr）間接描述了CAD動力學與熱力學條件之間的關(guān)系，Mannis和Sawford[54]提出可用Fr來表征大氣水平動能與氣塊抬升至山頂所需位能之比，F(xiàn)r越大，冷空氣越容易越過山脈。Fr值在0.5～2.3時均可能出現(xiàn)CAD事件[54-55]。阿巴拉契亞山脈出現(xiàn)CAD事件時，F(xiàn)r一般為0.3～0.4[13]。在CAD事件中，非地轉(zhuǎn)偏北風在山脈東側(cè)堆積，不僅僅是動力因子造成了山脈東側(cè)地面高壓（脊）的形成和加強，冷平流、絕熱冷卻和非絕熱冷卻等熱力學因子的作用，對CAD的形成和發(fā)展也至關(guān)重要。冷平流在低空形成穩(wěn)定的大氣層結(jié)是CAD形成的必要條件，而CAD的維持和發(fā)展還取決于絕熱因子和非絕熱因子。Bailey等[8]研究了阿巴拉契亞地區(qū)的無降水CAD事件，指出來自北方冷高壓的偏北氣流沿阿巴拉契亞山脈東坡爬升產(chǎn)生的絕熱冷卻，是該類CAD事件形成和發(fā)展的主要原因。而對于有降水CAD事件，降水粒子的蒸發(fā)冷卻等非絕熱作用也能促進CAD的形成和發(fā)展。Fritsch等[56]研究指出云對太陽輻射的阻擋及降水粒子的蒸發(fā)冷卻作用，可使CAD地面高壓脊的氣壓增加2 hPa，因此，在有降水的CAD事件中，非絕熱因子的作用是促進地面冷高壓脊快速南移的原因之一。云和降水造成的蒸發(fā)冷卻也有利于加強CAD[17]，這可能導致了約1/3的冷丘內(nèi)冷卻[6]。在CAD開始建立時，蒸發(fā)冷卻在冷丘加強中發(fā)揮的作用最大，通常隨著低層空氣變得飽和而減弱[5]。

不少研究指出，世界上不同地區(qū)的CAD事件中，動力及熱力因子所起到的貢獻是不盡相同的，在阿拉斯加西南沿海地區(qū)、澳大利亞東南部沿海及美國西海岸地區(qū)，CAD的形成和發(fā)展機制就與阿巴拉契亞地區(qū)不同[50,57-58]。就同一地區(qū)而言，不同時次的CAD形成和發(fā)展機制往往也不相同。在我國南方大范圍凍雨過程中，青藏高原東側(cè)冷空氣常堆積在橫斷山脈以東和南嶺山脈以北等大范圍地區(qū)，其形成機制主要為源自蒙古冷高壓的冷平流和地形抬升的絕熱冷卻，橫斷山脈地勢較高地帶降水粒子融化或蒸發(fā)造成的非絕熱冷卻也較明顯[59]。

4 CAD預報預測

為了更好地預報CAD，Kramer[60]、Hartfield[61]提出了CAD的主觀分類方法，根據(jù)CAD空間尺度、天氣尺度強迫及非絕熱過程的相對重要性將CAD分為經(jīng)典型、原地型和混合型三類。經(jīng)典CAD最常見、最典型和最強烈，在這種情況下，冷高壓中心位于加拿大東北部或東部，氣壓大于或等于1030 hPa[8]?；旌螩AD，位于東北部的冷高壓強度小于1030 hPa，并通過非絕熱過程增強[8]。原地CAD，冷高壓位于大西洋以東天氣強迫較小[8]。這種情況往往是由于經(jīng)過的冷氣團留下了寒冷的條件，并依賴于蒸發(fā)冷卻和云覆蓋的持續(xù)時間[8,53]。為了將上述主觀分類定量化，Bailey等[8]提出了CAD的客觀分類方法并將CAD類型擴展至六種，進一步幫助預報員理解和識別不同類型的CAD特征。

在過去半個世紀里，預報員預測天氣的能力有了顯著提高，然而CAD仍然是阿巴拉契亞山脈以東地區(qū)的預報難題[12,53,62]。楔形的淺層性質(zhì)，通常被850 hPa附近的逆溫所覆蓋，極大地限制了預報員可采用的工具[6,53]。地面觀測雖然在堆積過程中至關(guān)重要，但它提供的空間信息有限，迫使氣象學家依靠CAD的概念模型來解決冷丘的發(fā)展過程[5,53]。CAD的降水類型預報是最困難的任務之一，因為蒸發(fā)冷卻會導致水凝物發(fā)生難以檢測到的快速變化[8,13,33]。另外，定量降水預報和最高溫度預報也具有挑戰(zhàn)性，因為即使在降水影響很小或沒有影響的情況下，CAD仍然存在[33-34]。在冬季，降水類型和量級的預報都至關(guān)重要，因為它影響如何做應急準備[13]。另一方面，在暖季，可以沿CAD楔形邊界觸發(fā)強對流，導致難以預測的惡劣天氣[15]。雖然預報業(yè)務越來越依賴天氣模式[62]，但模式預測CAD的能力較弱仍是預報員面臨的一個障礙[34]。

在解決CAD時空特征方面，中尺度天氣模式被證明比全球模式更加有用[33]，因為它們能夠生成更高分辨率的解決方案[53]。盡管現(xiàn)代計算能力及水平和垂直分辨率不斷提高，中尺度模式仍然會低估高壓楔的持續(xù)時間和影響，小尺度和弱的CAD常常無法檢測到。模式通常會過早地認為冷丘侵蝕而導致暖偏差，開始階段對降水的過高估計而導致冷偏差。在主要由降水驅(qū)動的情況下，非絕熱增強事件不能得到準確處理，強降水和有組織對流的參數(shù)化是模式預報誤差的常見來源[8,34]。高壓楔內(nèi)的邊界層動力學、風預報和地面氣壓都表現(xiàn)出較大的模式誤差，為了更好地解決這些參數(shù)，需要提高垂直分辨率[5]。當數(shù)值天氣預報模式對事件的解析不一致時，預報不確定性就會增加，這在CAD中很常見。CAD侵蝕參數(shù)化通常被認為是最難預測的部分。模式在CAD事件消亡過程中是不可靠的，往往會過早地侵蝕高壓楔[17,53]。平滑的地形和垂直分辨率不足造成模式對侵蝕預報失敗[5,51,53]。此外，由于對太陽輻射和低層云量之間相互作用的解釋存在問題，加之冷平流提前減弱，低溫、降水和云量往往提前終止，模式也表現(xiàn)出過多的地面加熱[17]。

5 結(jié)論

國際上對CAD的研究集中在20世紀下半葉，尤其是對美國東部阿巴拉契亞CAD進行了較為深入的研究。CAD常常造成云量增加、持續(xù)低溫以及降水類型和降水落區(qū)發(fā)生改變，并且大多數(shù)CAD事件對區(qū)域敏感性天氣具有顯著影響。雖然我國氣象學者在20世紀50年代就發(fā)現(xiàn)青藏高原東側(cè)存在CAD，但后續(xù)研究較少，更缺乏對CAD預測的相關(guān)研究，這也是導致我國南方冰凍災害預報能力偏弱的重要原因之一。

在CAD的形成和發(fā)展過程中，動力學因子和熱力學因子發(fā)揮了重要作用。在不同的地區(qū)，二者對CAD的貢獻度不同。即便是同一地區(qū)，不同時次的CAD形成和發(fā)展機制也不相同。在地形作用下地轉(zhuǎn)適應關(guān)系的重塑是CAD形成的動力基礎，但冷平流、絕熱冷卻和非絕熱冷卻等熱力因子對CAD的形成和發(fā)展也至關(guān)重要。青藏高原東側(cè)CAD主要是源自蒙古冷高壓的冷平流和地形抬升的絕熱冷卻。

在過去40年里，中尺度數(shù)值模式顯著提高了CAD事件的預測能力，但這些模式仍有低估CAD影響和持續(xù)時間的傾向[63]，即使是快速更新的高分辨率中尺度模式也會低估太陽遮蔽的影響[64]。此外，冬天降水類型的變化取決于近地面溫度遞減率的微弱變化，而基于中尺度模式捕捉這些特征依然是一大挑戰(zhàn)。因此，CAD的預測對研究和預報人員來說一直是個棘手的世界性難題。同時，這也是我國預報領(lǐng)域亟待研究的前沿課題。